大兴安岭中部中生代花岗岩成因探讨

大兴安岭中部中生代花岗岩成因探讨

大兴安岭位于兴蒙造山带东段。该地区中生代花岗岩广泛分布。松辽盆地东部的张光才岭-小兴安山脉花岗岩构成了中国东部的中生代“花岗岩海”（吴福源等，1999）。这些花岗岩的起源和起源特征为兴蒙造山带的构造发育提供了重要的依据。近年来,大量高精度的锆石U-Pb年代学资料孙德有等,2000,2001,2004,2005;张艳斌等,2002,2004;苗来成等,2003;葛文春,2005a,2005b;Wuetal.,2011)表明,东北地区显生宙花岗岩以中生代为主,其年代学格架初步确定。随着东北地区大量正Nd(t)值和εHf(t)值花岗岩的发现,显生宙地壳的增生作用成为研究热点问题之一。前人对该区花岗岩进行了大量的研究并取得了一系列的成果(吴福元等,1999;Chenetal.,2000;林强等,2004;Liuetal.,2005;葛文春等,2007),但目前尚缺乏对中生代花岗岩的系统研究。葛文春等(2005b)对乌兰浩特地区花岗岩类的形成时限及其构造意义进行了较为详细的研究,认为这些花岗岩形成于中生代,并主要集中于中晚三叠世、早中侏罗世和早白垩世3个阶段。本文在前人研究基础上,通过对大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的地球化学特征和Sr-Nd-Hf同位素的研究,结合已发表的资料,讨论了乌兰浩特花岗岩类的成因类型、源区性质及其对地壳增生的意义,这对探讨兴蒙造山带的构造演化和东北地区中生代花岗岩成因及构造格架的研究具有重要意义。1下二叠统林西组-半封山期岩石学特征前人根据两条缝合带(塔源-喜桂图断裂和贺根山-黑河断裂)将兴蒙造山带东段划分成3个块体:额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块。大兴安岭中部的乌兰浩特地区位于兴蒙造山带东段的兴安地块与松嫩地块晚古生代拼合带附近(图1),研究区以贺根山-嫩江-黑河缝合带为界,北部地区发育早古生代地层,南部地区的乌兰浩特一带普遍缺失早古生代地层。区内二叠纪地层较发育,其中下二叠统为海相沉积碎屑岩,夹中酸性火山岩及火山碎屑岩,可划分为青风山组、大石寨组和吴家屯组;上二叠统林西组主要出露于北部索伦镇一带(内蒙古自治区地质矿产局,1991)。研究区内主要出露晚古生代大石寨组、中生代火山岩及一系列特征不同的花岗岩体。其中大石寨组火山岩广泛分布于内蒙古中、东部地区,夹持在贺根山缝合带、索伦山-西拉木伦河和嫩江缝合带之间,是内蒙古东部大兴安岭地区出露面积最广的火山岩地层,为一套经过低级变质作用改造的浅海相火山-沉积岩系(吕志成等,2002);中生代火山岩主要为早白垩世的流纹岩和玄武安山岩(葛文春等,1999)。花岗岩主要由花岗闪长岩、正长花岗岩、碱长花岗岩及二长花岗岩-花岗斑岩组成,代表性的岩体有查干岩体、景阳岩体、大石寨岩体、青山岩体、永和屯岩体、索伦镇岩体(图1)。葛文春等(2005b)采用激光ICP-MS技术对该地区花岗岩进行锆石U-Pb年龄测定的结果表明,中晚三叠世查干岩体侵位结晶年龄为235~225Ma,早中侏罗世景阳岩体和大石寨岩体侵位结晶年龄为182~175Ma,早白垩世青山岩体、索伦镇岩体及永和屯岩体侵位结晶年龄为140~125Ma,表明大兴安岭中部乌兰浩特-索伦地区的中生代花岗为不同时期3次构造岩浆活动的产物。上述岩体的详细岩石学特征见葛文春等(2005b)。2方法与测试流程主量元素、微量元素和Nd同位素分析均在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室完成。主量元素在RigakuRIX型荧光光谱仪(XRF)上进行,采用36个标样建立工作曲线的方法,使主量元素的分析精度优于2%~5%微量元素的分析采用PEElan6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成。仪器工作参数RF功率为1175W,雾化器氩气流速为0.83L/min,等离子体氩气流速为15L/min,辅助氩气流速为1.2L/min,透镜电压为自动聚焦,质量扫描方式为峰跳,每个质量积分时间100ms。测量采用自动进样方式,以外部标准校正方法进行。Nd同位素分析采用HF+HNO3混合酸溶解,用阳离子交换技术进行分离,分离本底在同位素测量误差范围之内。同位素比值的测定在电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)上进行,分析精度优于0.002%。国际标样LaJolla和BCR-2的143Nd/144Nd测定平均值分别为0.511859±6(2σ)和0.512637±3(2σ)。在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年(葛文春,2005b)的基础上,进行了锆石微区Hf同位素测定工作。锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所配有193nm激光取样系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)上进行,激光束斑直径为63μm,激光脉冲宽度为15ns,试验中采用He气作为剥蚀物质载气。εHf(t)和模式年龄计算中,二阶段模式年龄采用平均地壳的fcc(-0.548;Veeversetal.,2005)进行计算。3地球化学特征3.1样品的钙、钾、特征各花岗岩体的主量元素分析结果见表1,系列判别图解见图2和图3。查干花岗岩体SiO2含量平均为74.5%,K2O+Na2O平均为8.9%,CaO平均为0.77%,MgO平均为0.18%,A/CNK为1.0±,为弱过铝质,属于高钾钙碱性系列。景阳岩体的SiO2含量为72%~75%,Al2O3含量为12%~15%,K2O含量除1个样品为2.5%外,其余均大于3.15%,Na2O含量平均为4.3%,相对富钠。A/CNK值为0.91~1.12,1个样品的值达到1.22,可能是岩浆分异所致。为准铝质-过铝质,属于钙碱性系列。大石寨岩体的SiO2含量为75%~77%,K2O含量4.23%~5.19%,平均含量4.7%,Na2O含量3.05%~3.71%,平均含量3.52%,相对富钾而贫钠,并且铁、镁、钙、钛、磷的含量都很低,A/CNK值为1.00~1.06,为弱过铝质,属于高钾钙碱性系列。青山岩体、索伦镇岩体和永和屯岩体以黑云母花岗闪长岩、黑云母碱长花岗岩和花岗斑岩为主,SiO2含量在71%~76%,有1个样品含量为63.71%,Al2O3含量为11.8%~16.5%,A/CNK主要为0.99~1.10,个别样品A/CNK值>1.10,为准铝质-过铝质,属于高钾钙碱性系列。按Sr含量>400×10-6为高Sr型花岗岩、Sr含量<400×10-6为低Sr型花岗岩的划分标准,本区青山岩体花岗岩类似于高Sr型,索伦镇岩体花岗岩类似于低Sr型(图4a),然而永和屯岩体中Sr的含量与其他两岩体不一致,它既不属于高Sr花岗岩,也不属于低Sr花岗岩,具有一定的特殊性,野外可见岩浆混合的迹象。3.2稀土元素特征查干岩体稀土元素含量高,u03a2REE=(257.9~60.3)×10-6,较富LREE,(La/Yb)N=7.72~8.45,具有明显的负δEu异常,在稀土元素球粒陨石标准化图(图5a)中,呈右倾海鸥型;微量元素Zr(322×10-6~348×10-6)、Nb(18×10-6~19×10-6)、Ce(102.9×10-6~103.8×10-6)、Sr(49×10-6~60×10-6)和Ba(146×10-6~162×10-6)含量高,并且Zr>250×10-6,Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6,在微量元素原始地幔标准化图解(图5b)中,Ba、Sr、Ti及Nb和Ta明显亏损,而富集Rb、Th和Zr,表现出A型花岗岩的典型地球化学特征。景阳岩体稀土元素u03a2REE=104.3×10-6~277.3×10-6,(La/Yb)N大多为6.34~7.93,在稀土元素配分模式图中(图5c),轻稀土元素向右微倾,轻重稀土元素分馏不明显,δEu显示出弱的负异常。在微量元素的原始地幔标准化图解(图5d)上,明显富集大离子亲石元素(Rb、Th、K等),并亏损高场强元素(Nb、Ta、P等)。大石寨岩体稀土元素含量高,轻重稀土元素分馏不明显,有强烈的δEu负异常,稀土元素配分曲线呈V字形(图5c)。从稀土元素组成和分布特征看,大石寨岩体具有与千里山、巴尔哲和东清花岗岩类似的M型稀土元素四分组效应(图6)。相对亏损Ba、Sr、Ti、P,而富集Rb和Y(图5d)。岩体Rb含量高,Sr、Ba含量低,Ba/Rb比值较低(0.03),Rb/Sr比值较高(44.1),表明岩浆经过强烈演化和分异。青山岩体富集LREE,亏损HREE,(La/Yb)N=18.53~22.20,呈右倾的稀土元素分配模式,δEu负异常不明显(图5e),富集Sr、K、Zr、Hf,亏损Nb、Ta、P、Ti(图5f)。索伦镇岩体稀土总量较低,u03a2REE=(120.0~231.2)×10-6,富集LREE,亏损HREE,(La/Yb)N=9.06~15.94,呈右倾的稀土元素分配模式,明显δEu负异常(图5g),富集Th、K、Zr、Hf,亏损Ba、Sr、Nb、Ta、P、Ti(图5h)。青山岩体与索伦镇岩体的稀土元素特征和部分微量元素的亏损和富集程度均表现出明显的差异。永和屯岩体中的1个样品(G0206-1)富集LREE,亏损HREE,呈右倾型稀土元素分配模式,具有弱的δEu负异常(图5g),富集Ba、Sr、K、Zr、Hf,亏损P、Ti(图5h);另1个样品(G0206-2)具有和索伦镇岩体类似的稀土元素分配模式,具有明显的Eu负异常,富集Ba、K、Zr、Hf,亏损Sr、Nb、Ta、P、Ti(图5h)。4全岩sr-nd和锆石hf的性质4.1三阶段nd模式花岗岩中全岩的Sr-Nd同位素分析结果见表2由表2可知,查干岩体ISr值为0.7012~0.7024,εNd(t)为+5.51~+5.93,二阶段Nd模式年龄tDM2为521~555Ma;景阳岩体ISr值为0.7028~0.7038,εNd(t)为+4.55~+5.32,二阶段Nd模式年龄tDM2为521~588Ma;大石寨岩体ISr值较高,为0.7156~0.7453,εNd(t)为+5.69~+6.02,二阶段Nd模式年龄tDM2为463~482Ma,fSm/Nd值为0.04~0.06,数值不合理;青山岩体ISr值为0.7045~0.7047,εNd(t)为+2.73~+2.88,二阶段Nd模式年龄tDM2为692~704Ma;索伦镇岩体ISr值为0.7019~0.7049,εNd(t)为+3.12~+3.40,二阶段Nd模式年龄tDM2为641~665Ma;永和屯岩体ISr值为0.7044~0.7050,εNd(t)为+2.11~+2.89,二阶段Nd模式年龄tDM2为685~749Ma由此可见,早白垩世花岗岩具有相似的Sr-Nd同位素特征。4.2景阳岩体样品g2003-4年代学锆石的Hf同位素测试结果见表3和图7,各岩体Hf同位素特征分述如下。(1)查干岩体样品G02017-1分析了19个点,其中18个点的176Hf/177Hf比值为0.282906~0.283064,加权平均值为0.282974±0.000021(2σ,n=18),εHf(230Ma)范围为+6.62~+14.75,加权平均值为+11.27±0.86。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围318~748Ma(n=18),平均为536Ma。样品G02017-2分析了20个点,20个点的176Hf/177Hf比值范围在0.282911~0.282983,加权平均值为0.282957±0.000008(2σ,n=20),εHf(230Ma)范围在+9.69~+12.27,加权平均值为+11.29±0.30。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围493~631Ma(n=20),平均为540Ma(图7a、7b)。(2)景阳岩体样品G02013-4共分析了20个点,其中17个点176Hf/177Hf比值范围在0.282934~0.283032,加权平均值为0.282990±0.000012(2σ,n=17),εHf(175Ma)范围在+9.37~+12.74,加权平均值为+11.31±0.42。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围405~621Ma(n=17),平均为494Ma(图7c)。ContinuedTable3-1(3)大石寨岩体样品G0211-2分析了10个点,其中8个样品176Hf/177Hf比值范围在0.282997~0.283029,加权平均值为0.283020±0.000011(2σ,n=8),εHf(175Ma)范围在+9.27~+13.05,加权平均值为+12.16±0.45。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围384~470Ma(n=8),平均为441Ma(图7d)。(4)青山岩体样品G0208-1分析了20个点,20个点176Hf/177Hf比值范围在0.282873~0.282957,加权平均值为0.282923±0.000012(2σ,n=20),εHf(130Ma)值变化范围在+6.47~+9.40,加权平均值为+8.25±0.42。二阶段Hf模式年龄(tDM2)显示相对较老的年龄,变化范围586~775Ma(n=20),平均为667Ma。样品G0208-3分析了20个点,20个点176Hf/177Hf比值范围在0.282864~0.282979,加权平均值为0.282925±0.000014(2σ,n=20),εHf(130Ma)范围在+6.14~+10.22,加权平均值为+8.32±0.48。二阶段Hf模式年龄(tDM2)同样显示相对较老的年龄,变化范围535~796Ma(n=20),平均为661Ma。上述两个样品显示出比较一致的176Hf/177Hf比值、εHf(130Ma)和二阶段Hf模式年龄(tDM2)(图7e、7f)。(5)索伦镇岩体样品G0215-4分析了20个点,其中19个点176Hf/177Hf比值较高,范围在0.282916~0.283002,加权平均值为0.282961±0.000011(2σ,n=19),εHf(125Ma)范围在+7.76~+10.69,加权平均值为+9.34±0.39。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围497~685Ma(n=19),平均为582Ma(图7g)。(6)永和屯岩体样品G0206-2分析了20个点,其中18个点176Hf/177Hf比值范围在0.282860~0.282947,加权平均值为0.282897±0.000010(2σ,n=18),εHf(130Ma)范围在+5.82~+8.95,加权平均值为+7.12±0.35。二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围683~814Ma(n=18),平均为729Ma(图7h)。5讨论5.1地球化学特征研究区内出露多个花岗岩体,确定其成因类型不仅可以反映岩浆源区性质,而且还可以作为岩浆形成构造环境的一种判别标志。花岗岩成因类型目前普遍接受的划分方案是将其划分成I型、S型、A型和M型4种类型,它们之间具有比较明显的差异,角闪石、堇青石和碱性暗色矿物的出现以及Ga/Al比值图解等被认为是判别花岗岩成因类型的有效标志或工具(Whalenetal.,1987;Eby,1990;Wuetal.,2002;林强等,2004;吴福元等,2007;邱检生等,2005,2008),但个别情况下,如何准确划分出高分异条件下的I型花岗岩和A型花岗岩,需结合多方面的特征对其进行讨论。查干岩体为角闪碱长花岗岩,其SiO2含量平均为74.5%,K2O+Na2O平均为8.9%,CaO平均为0.77%,MgO平均为0.18%,A/CNK在~1.0,为弱过铝质。稀土元素含量高,轻重稀土元素分馏不明显,δEu负异常明显,相对亏损Ba、Sr、Ti及Nb和Ta,而富集Rb、Th和Zr,表现出A型花岗岩的典型地球化学特征(吴福元等,1997)(图8)。进一步判别表明其属于A2型,即属后造山A型花岗岩(图9)。景阳岩体为黑云母花岗闪长岩,相对富钠而贫钾,属于钙碱性系列。(La/Yb)N大多为6.34~7.93,轻重稀土元素分馏不明显,δEu显示出弱的负异常。亏损高场强元素Ti、P、Nb、Ta,明显富集K,为典型的I型花岗岩。大石寨岩体为黑云母花岗岩,相对富钾而贫钠,A/CNK在1.0~1.06,为弱过铝质,属于高钾钙碱性系列,具有高SiO2含量(>70%),高的K2O/Na2O和104Ga/Al比值,常量元素参数和Ga/Al、Zr、NbCe、Y、(Zr+Nb+Ce+Y)等微量元素参数做出的判别图解投图均位于A型花岗岩区域(图8),并具有低Al2O3、MgO和CaO含量。大石寨岩体具有与千里山、巴尔哲和东清花岗岩类似的M型稀土元素四分组效应(图6),轻重稀土分馏不明显,有强烈的Eu负异常,微量元素特征显示相对亏损Ba、Sr、Ti、P,而富集Rb和Y,岩石化学特征显示类似于A型花岗岩,但由于大石寨岩体具有四分组特征,元素行为发生很大的变化。研究表明,目前还没有可靠的办法来确定此类花岗岩的成因类型(Wuetal.,2004;Moneckeetal.,2007;吴福元等,2007),所以暂认为大石寨岩体是具有特殊的稀土元素四分组效应的花岗岩。青山岩体类似高Sr花岗岩,具有埃达克质岩石的特征,但与典型的埃达克岩相比,K2O含量(3.81%~4.13%)比洋壳物质部分熔融形成的埃达克岩平均K2O含量(~1.72%)高,Mg#较低(0.19~0.20),其ISr值为0.7052~0.7056。由此可见,本区的高Sr型花岗岩的地球化学特征与俯冲板片熔融的典型埃达克质岩石存在一定差别,而与增厚下地壳熔融成因的C型埃达克岩相似(张旗等,2001,2008),表明本区的高Sr型花岗岩是一类具有C型埃达克岩性质的花岗岩。索伦镇岩体的主量、稀土及微量元素均具有明显的高分异的特征,在稀土元素球粒陨石分布模式图和微量元素原始地幔蛛网图上显示具有典型A型花岗岩的特征,但其化学组成特征明显不同于A型花岗岩,主要表现在:FeO*/MgO比值较低,小于Whalen等(1987)提出的FeO*/MgO>10的标准;Zr、Nb、Ce、Y的含量均低,且Ga/Al比值均较典型A型花岗岩下限值2.6(Whalenetal.,1987)偏低,投图均落入I型花岗岩区域。在区分A型花岗岩和高分异的I型花岗岩的(Zr+Nb+Ce+Y)-104Ga/Al图解(图10)上,索伦镇岩体大部分都落入分异型I型花岗岩附近区域,表明索伦镇岩体(低Sr花岗岩)应属于高分异的I型花岗岩。永和屯岩体样品(G0206-1)属于二长闪长斑岩,其轻重稀土元素分馏不明显,且具有弱的负Eu异常,同时亏损高场强元素Ti、P、Nb、Ta,明显富集K,经历了岩浆混合,为普通的I型花岗岩;样品(G0206-2)具有和索伦镇岩体类似的稀土及微量元素,在(Zr+Nb+Ce+Y)-104Ga/Al图解(图10)上也落入分异型I型花岗岩区域,笔者认为其也应该为高分异的I型花岗岩。5.2岩浆源区及同位素组成本次研究的乌兰浩特地区的花岗岩,位于兴安地块和松嫩地块晚古生代拼合带附近,对应的Hf同位素具有正高的εHf(t)值和年轻的二阶段Hf模式年龄(除了青山岩体和永和屯岩体年龄小于0.8Ga,其余均小于0.6Ga),在εHf(t)-t图解(图11b)上,数据都落在球粒陨石演化线之上,靠近亏损地幔演化线,并远离球粒陨石演化线且相对集中分布;Nd同位素具有高的εNd(t)值,低的ISr值,在εNd(t)-ISr图解(图11a)上数据投影点全部位于Ⅱ象限(不包括大石寨岩体fSm/Nd>0数值),表明乌兰浩特中生代花岗岩体的源岩具有初生地壳的性质,而显生宙是显著的大陆地壳生长时期。这一结果不仅与兴安地块上中生代岩浆岩Sr-Nd-Hf同位素组成特征基本一致(张兴洲等,2006;隋振民等,2007,2009),同时也与松嫩地块上中生代岩浆岩及晚古生代火山岩的Sr-Nd-Hf同位素组成特征基本一致(Wuetal.,2003;高妍,2008;陈井胜,2009),因此笔者认为区域上兴安地块与松嫩地块地壳增生具有相似性。前人研究认为乌兰浩特花岗岩类岩石可以由岩浆混合、同化混染或AFC过程以及下地壳的熔融形成。岩浆混合会产生闪长质的微粒包体,然而除了永和屯岩体在野外见到岩浆混合的迹象外,其余岩体都没有见到岩浆混合的迹象,因此岩浆混合不是乌兰浩特地区花岗岩形成的主要机制。就同化混染或AFC过程而言,部分学者认为松嫩地块和兴安地块不存在大规模前寒武纪结晶基底(Wuetal.,2003;施光海等,2004),根据葛文春等(2005b)在大石寨岩体中获得的具有~800Ma年龄的捕获锆石显示简单的岩浆型环带、而其余锆石都是岩浆成因锆石的特点,说明乌兰浩特花岗岩类岩石并未同化混染围岩。而且随着越来越多的地壳岩石被同化,岩浆的ISr值升高而εNd(t)值降低并趋于分散(DePaolo,1981),青山岩体具有最高的ISr值和最低的εNd(t)值,两套数据并不解耦,说明岩浆上升过程中的同化混染或AFC过程也不是成岩的主要机制综上,乌兰浩特地区花岗岩应该是从下地壳岩石中熔融而成的。在Guo等(2010)对东北地区中生代火成岩的Sr-Nd-Pb同位素填图上,研究区正好落在林西-霍林河高Nd带上。中晚三叠世查干岩体和早中侏罗世景阳岩体和大石寨岩体具有相似的Sr-Nd同位素组成,然而由于大石寨岩体ISr值变化较大,其样品结果并不合理(图11a),这可能与大石寨花岗岩体受到流体作用影响有关,其低的Sr含量和高的Rb/Sr比值使得年龄对ISr值的校正十分敏感,在这种情况下,岩石的Sr同位素组成往往不具有明确的成岩意义,而Nd同位素由于其强的抗扰动性则能有效地示踪岩浆源区性质,为此,本文仅对其Nd同位素组成进行对比。由表2所列数据可看出,大石寨岩体的Nd同位素组成相对均一,εNd(t)=+5.69~+6.02,与查干岩体、同时代景阳岩体和区内时代相近的马安子岩体[t=147Ma,εNd(t)=+4.0~+5.5,Liuetal.,2005]不存在明显差别,说明其岩浆源区相似。早白垩世花岗岩Sr-Nd同位素虽然同样具有相似的同位素组成,显示其源区存在相似性(表2,图11a),但索伦镇岩体ISr值为0.7019~0.7049,εNd(t)值为+3.12~+3.4,与其同时期的青山岩体与永和屯岩体则表现出相对高的ISr(0.7044~0.7050)和低的εNd(t)值(+2.11~+2.89)(图11a)。乌兰浩特地区的花岗岩类显示低的ISr初始比值和高的正εNd(t)值,表明岩浆起源于亏损地幔,但εNd(t)值却低于产生大洋中脊玄武岩的亏损地幔值,这种现象可能有以下几种不同的解释:第1种解释是源自亏损地幔的岩浆上升过程中受到老地壳物质的同化混染或AFC过程,第2种解释是来自亏损程度较低的地幔,第3种解释是中下地壳两种不同的物质在源区熔融混合形成。对于第1种解释,根据之前讨论是不成立的,第2种解释则与已有资料不符,从区域上大石寨组玄武岩的Nd同位素资料来看,地幔亏损程度不低(郭锋等,2009)。因此,中下地壳两种不同的物质在源区熔融混合很可能是造成这种εNd(t)和ISr异常关系的主要原因,而区内花岗岩的地球化学特征应是其源区性质的反映。这种可能性也得到Hf同位素的支持(表3)。前人研究认为一般具有正εHf(t)值的花岗质岩石来自亏损地幔或新增生的年轻地壳物质的部分熔融,而本区大面积的花岗质岩石应来源于地壳岩石的部分熔融。从Hf同位素看,查干岩体与景阳和大石寨岩体同样具有一致性,都具有高εHf(t)和年轻的tDM2(平均~0.50Ga)。但从图11b可以看出,查干岩体不同锆石颗粒显示很大的Hf同位素变化范围,这么大的锆石Hf同位素变化表明岩体的源区不太可能是单一的(Yangetal.,2007)。同时早白垩世花岗岩Hf同位素显示,索伦镇岩体εHf(t)加权平均值为~+9.34,二阶段Hf模式年龄(tDM2)平均为0.58Ga,而青山岩体与永和屯岩体则显示低εHf(t)值(+5.82~+10.68),较老的二阶段Hf模式年龄(tDM2)平均为0.70Ga,并且锆石Hf同位素也显示较大的变化幅度,这种特征同样说明源区可能存在不同物质熔融混合作用。关于乌兰浩特地区花岗岩类源区的源岩组成,一方面,根据之前对乌兰浩特花岗岩类Sr-Nd-Hf同位素分析,区内花岗岩需要大量的新生的地壳物质;另一方面,区内花岗岩具有比幔源岩石低的放射性成因Nd和Hf,所以区内花岗岩还需要具有低放射性成因Nd和Hf的老地壳物质。结合区域构造及岩石组成,笔者认为乌兰浩特地区花岗岩类岩石及其源岩可能来源于地壳中两种初生组分:中下地壳老的物质以及新近底侵的镁铁质岩石。这一认识与Guo等(2009)在研究邻区霍林河地区高Nd英安-流纹岩成因时的结论一致,可能暗示林西-霍林河这条高Nd带存在一致成因模式。笔者选择区域上具有很低放射性成因Nd、Hf和高放射性Sr的片岩(Zhuetal.,2001)代表中下地壳老的物质;具有低的放射性成因Sr和高的放射性成因的Nd和Hf,并且显示一定的Nb、Ta亏损的大石寨玄武岩作为新近底侵的镁铁质岩石。以区域上大石寨玄武岩[Sr=318×10-6,ISr=0.7032,Nd=24×10-6,εNd(t)=+9.3]和中下地壳片岩[Sr=90×10-6,ISr=0.713,Nd=21×10-6,εNd(t)=-8.0]中的Sr-Nd同位素(郭锋等,2009;Zhuetal.,2001)作端员,模拟了乌兰浩特地区花岗岩类岩石的熔融源区特征。熔融源区模拟结果(图12)显示,乌兰浩特地区中晚三叠世和早中侏罗世花岗岩所需老的中下地壳物质比例为20%~30%,而早白垩世花岗岩所需要老的中下地壳物质比例为30%~40%,并且早白垩世花岗岩在Sr-Nd-Hf同位素上整体显示比中晚三叠世和早中侏罗世花岗岩具有高放射性成因的Sr和低放射成因Nd、Hf,这可能与熔融源区受到中下地壳物质改造程度较高有关。来自年代学的资料显示(Fanetal.,2003;Wangetal.,2002;张艳斌等,2004;Wuetal.,2005;Wuetal.,2011),东北地区从早二叠世、晚三叠世到早侏罗世都有花岗岩类岩石侵位,早白垩世达到高峰。乌兰浩特地区花岗岩类岩石随着侵位年龄的逐渐年轻,源区老的中下地壳物质比例明显增加(图12),同时锆石的εHf(t)值明显降低(图11b),反映这些花岗岩的岩浆熔融源区老的中下地壳物质组分贡献逐渐增多而年轻的地壳组分的贡献逐渐减少,或者说乌兰浩特地区在早白垩世岩浆活动高峰期地壳的增生规模有限或是不明显,这可能与研究区在侏罗纪先受到古太平洋俯冲(Maruyama,1997;Wuetal.,2007a)、随后发生拆沉作用有着密切的关系(Wuetal.,2007b;Zhangetal.,2010),俯冲导致地壳加厚,拆沉导致地幔上隆和镁铁质岩浆底侵,更多的下地壳物质折返发生熔融,造成下地壳源区急剧变化。综上所述,虽然由于端员组分的不确定性,图12的模拟结果并不具有明确的地质意义,但是它们对乌兰浩特地区花岗岩类岩石的源岩做出了约束。乌兰浩特地区花岗岩类岩石的源岩主要为显生宙底侵的镁铁质岩石,并有一定程度老的中下地壳物质的贡献,即源岩以新近底侵的镁铁质岩石为主,其次是老的中下地壳物质,而乌兰浩特地区花岗岩类岩石的成因主要是由于熔融源区差异造成的。5.3景阳岩体与成矿岩石学和微量元素地球化学特征A型花岗岩的成因一直是争论的焦点。早期研究认为富F麻粒岩相下地壳部分熔融可以形成A型花岗岩(Collinsetal.,1982;Whalenetal.,1987),稍后又提出岩浆混合、残留体再熔融、幔源碱性基性岩浆和I型花岗岩浆分异、下地壳火成岩部分熔融和俯冲洋壳部分熔融等多种成因模式(Collinsetal.,1982;Edy,1992;Kingetal.,1997)。但Bonin(2007)综合现有地质证据后认为,A型花岗岩更有可能是幔源的碱性基性岩-中性岩分异演化而来。笔者认为研究A型花岗岩成因,应该结合其物质来源、岩浆的演化等多方面因素。查干花岗岩具有A型花岗岩的地球化学和矿物学、岩石学特征,其Y相对于Nb更富集,属于Eby(1990,1992)划定的A2型花岗岩,岩体显示出低ISr、高εNd(t)和εHf(t)的特征(图11),其中Nd同位素的特征与张广才岭地区中生代A型花岗岩比较一致(吴福元等,1999;孙德有等,2005)。这种同位素特点可能暗示其岩浆应该起源于下地壳火成岩的部分熔融。并且前人研究也表明A2型花岗岩主要来自火成岩地壳部分熔融(Eby,1992),因此,查干岩体的岩浆应来源于下地壳基性火成岩的部分熔融,并且该基性火成岩源岩应是从地幔分离不久的年轻地壳,然而岩体富K2O,暗示其可能的岩浆源区物质为中下地壳富K2O、贫水的玄武质岩石,而富Al2O3的特征也表明岩石成因可能与地壳有关。从主量元素看大石寨岩体和景阳岩体的SiO2质量分数有较大的变化范围(71.21%~77.48%),主量元素间具有明显的线性变化关系(图略),可以确定形成两个岩体的岩浆在上侵和固结过程中发生了分离结晶作用,但景阳I型花岗岩与大石寨四分组花岗岩的成分变异线不连续,缺乏明显的连续演化趋势,表明花岗岩浆可能并不是同源岩浆演化产物。同时大石寨岩体具有特殊的稀土元素四分组效应,前人研究认为其可能是由于岩浆结晶晚期流体与熔体的相互作用造成的(赵振华等,1992,1999;王一先等,1997;Jahnetal.,2001)。但从本文的数据来看,岩体与同时期的景阳岩体具有Zr/Hf、Nb/Ta的明显解耦,并且初始Sr同位素变化很大,其可能的原因是在地壳开放体系中,流体对Sr同位素明显的改造作用导致两个样品明显离群,这种现象说明有流体参与作用。所以笔者解释大石寨岩体和同时期的景阳岩体Ⅰ型花岗岩都是下地壳物质部分熔融形成的岩浆后经过分离结晶作用的结果,而大石寨岩体则可能与晚期的流体作用有密切联系。早白垩世花岗岩,其中青山岩体划分为高Sr花岗岩,而索伦镇岩体为低Sr花岗岩。高Sr花岗岩是具有C型埃达克岩性质的花岗岩,其主量及微量元素特征显示其与高压条件下基性火成岩熔体有相似的特征,高SiO2、Al2O3,相对富Na2O,贫MgO,高Sr低Y和HREE。而低Sr花岗岩为高分异的I型花岗岩,其明显富硅,富碱,贫钙、镁、铁,并具有Sr、Ba、P、Ti、Nb、Eu等元素的明显亏损,充分说明岩体经历了高程度的分异演化。永和屯岩体既不属于高Sr花岗岩,也不属于低Sr花岗岩,样品(G0206-1)弱Eu负异常以及明显亏损P、Ti等特征反映其形成可能与分离结晶作用有关;样品(G0206-2)具有类似于低Sr花岗岩特征,说明岩体可能也经历了高程度的分异演化。对早白垩世花岗岩源岩讨论可知,如果仅以经历老的地壳物质与从亏损幔源新增生壳源混合的物质直接结晶,难以解释现今观察到的索伦镇岩体全岩主量元素和微量元素等地球化学特征:岩体富硅明显